2 OBECNÉ ÚDAJE O LOKALITĚ. 2.1 Topografie a geomorfologie. 2.2 Historie těžby

Transkript

1 1 ÚVOD Česká ložiska Sb-rud jsou parageneticky řazena k variské žilné mineralizaci sb (Bernard, 1991, in Litochleb, 1997). Velmi často se však antimon uplatňuje jako mladší mineralizační složka v dalších typech hydrotermálních mineralizací, hlavně zlatonosné a polymetalické. Výskyty Sb-mineralizace v české části Českého masívu vytvářejí dva nápadné pruhy V-Z směru, a to zhruba mezi Kutnou Horou, Kladnem a Mariánskými Lázněmi na severu a mezi Vlastějovicemi, Krásnou Horou a Příbramí na jihu (Rus a Bubníková, 1980, in Litochleb, 1997). Antimonová mineralizace je vázána především na tektonicky složitá poruchová pásma, kde vytváří buď samostatné křemenné žíly nebo výplně tektonických poruch a trhlin v žilných horninách. Na našem území je známo více jak 50 lokalit Sb-mineralizace. Většina z nich má však jen charakter drobných ložisek nebo mineralogických výskytů. Mezi nejvýznamnější patřil krásnohorsko-milešovský rudní revír a ložisko Bohutín u Příbrami, kde byly Sb-rudy v minulosti těženy. Tyto a některé další lokality jsou znázorněny na obr. 1. Obr. 1 Lokality antimonitu v České republice (stav k r. 1978) podle Litochleba (1997). 1 významné ložiskové akumulace těžené v minulosti 2 malá ložiska částečně těžená 3 mineralogické výskyty 1

2 Ve Vlastějovicích je Sb-mineralizace s převládajícím berthieritem, stejně jako v Kutné Hoře, řazena ke kyzové polymetalické asociaci k-pol, jako její mladší mezotermální fáze (Bernard a Pouba et al., 1986).V této oblasti byly drobné výskyty Sb-mineralizace zjištěny ještě z okolí Vilémova na Čáslavsku a při stavbě dálnice D1 u Hořic (Litochleb, 1997). Antimonová mineralizace ve Vlastějovicích se od většiny ostatních lokalit odlišuje přítomností berthieritu, jakožto hlavního minerálu Sb. Dominantním rudním minerálem hydrotemálních Sb-mineralizací bývá téměř výhradně antimonit, což vyplývá z jeho stability v širokém intervalu fyzikálně-chemických podmínek. Výskyt větších akumulací ostatních Sbminerálů indikuje specifické minerogenetické podmínky (Williams-Jones a Normand, 1997). Sb-mineralizace ve Vlastějovicích byla popsána Koutkem Žákem (1953) z 8. patra magnetitového dolu, založeném ve skarnovém tělese Holého vrchu. Později byly krátkými zprávami publikovány zajímavé výskyty Sb-mineralizace z kamenolomu, lokalizovaném na jižním úbočí Holého vrchu. Nové nálezy nebyly dosud souborně zpracovány. Systematickými sběry na lokalitě bylo nashromážděno množství pozoruhodného studijního materiálu, které nebylo možné zařadit v souladu s dosavadními poznatky o Sbmineralizaci ve Vlastějovicích. Předkládaná diplomová práce byla zadána s cílem podrobně mineralogicky zpracovat berthieritem dominantní zrudnění poruchových zón a sestavit posloupnost krystalizace ve studované mineralizaci. 2

3 2 OBECNÉ ÚDAJE O LOKALITĚ 2.1 Topografie a geomorfologie Z pohledu dřívějšího členění ČR náleží obec Vlastějovice do středočeského kraje. Obec se nachází v jižním cípu okresu Kutná Hora, téměř na hranicích s okresy Benešov a Havlíčkův Brod. Leží v údolí řeky Sázavy, zhruba v polovině vzdálenosti mezi Ledčí nad Sázavou a Zručí nad Sázavou. Z hlediska geomorfologie patří oblast k celku Českomoravské vrchoviny, která zde představuje zvlněný peneplén, oživený místy hluboce zaříznutým tokem Sázavy a jejích přítoků (Demek, 1987). Skarnová tělesa působí v terénu morfologicky pozitivně a tvoří, cca 200 výškových metrů od hladiny Sázavy a 600 m SV od obce protáhlou elevaci vrchu Fiolníku, SZ-JV směru, s dílčím nižším, dnes částečně odtěženým vrcholem Holého vrchu. Právě zde jsou situována opuštěná důlní díla po těžbě magnetitu. Na jv. úbočí Holého vrchu je založen činný kamenolom o pěti etážích (stav v roce 2002). 2.2 Historie těžby Historie Vlastějovic je úzce spjata s 400 letým dolováním skarnové železné rudy. První historické zmínky o dolování pocházejí z 1. poloviny 16. století, kdy byly Vlastějovice povýšeny na městys a přejmenovány na Hammerstadt (Žáček, 1985). Fe-ruda se zpočátku drtila a hutnila přímo ve Vlastějovicích, později v nedalekých Budčicích a v průběhu staletí se změnami majitelů i na jiných místech (Lichnice u Čáslavi, Kladno). Magnetit tvoří ve skarnu hnízdovité a čočkovité akumulace, které byly dříve označovány jako žíly tj. žíla svatomagdalenská, žíla svatojosefská, žíla U dubu (Koutek, 1950). V celé historii probíhalo dolování s většími či menšími přestávkami. Na počátku tohoto století byla těžba obnovena na kře Holého vrchu, v 50. letech byl učiněn pokus o těžbu na magdalénském ložisku a v roce 1965 byla těžba definitivně ukončena. V roce 1967 byl ve skarnové čočce na Holém vrchu otevřen kamenolom, který je dodnes v provozu (Žáček, 1985). 3

4 3 GEOLOGIE 3.1 Geologie širšího území V duchu regionálně geologického členění Českého masívu patří zájmová oblast ke katazonálně metamorfované české větvi moldanubika, tvořené tzv. chýnovsko-ledečským pruhem pestré série (Mísař et al., 1983). Asi 8 km j. od Vlastějovic jsou metamorfity krystalinika proniknuty granitoidy melechovského masívu, který zde reprezentuje sev. výběžek centrálního moldanubického plutonu (Potužák, 1996). Krystalinikum je tvořeno především částečně migmatitizovanými biotitickými a sillimaniticko-biotitickými pararulami, méně dvojslídnými rulami a cordieritickými rulami až nebulitickými migmatity na kontaktu s granitoidy melechovského masívu. V pestré skupině moldanubika se ve výše zmíněných rulách vyskytují vložky amfibolitů, kvarcitů, krystalických vápenců, tělesa dvojslídných ortorul a vzácně eklogitů (Syka, 1990). Vyjma výskytu na Fiolníku, jsou skarny popisovány z kóty na Jezevčinách (na SV od Fiolníku), od Holšic, Kounic a několik těles je známo v okolí Budče n. Sáz. (Potužák, 1996). Pokryvné útvary Pokryvné útvary jsou zastoupeny svahovými sutěmi, hlínami a lokálně poměrně značně mocnými rulovými zvětralinami. Kvartérní terasové uloženiny se vyskytují převážně v jádrech meandrů řeky Sázavy, avšak díky úzkému příčnému profilu jejího údolí mají jen malý plošný rozsah. 3.2 Geologické, mineralogické a strukturní poměry zájmového území Fiolnická skarnová tělesa jsou uložena v ortorulovém pruhu JJZ-SSV směru, obklopeném převážně pararulami (viz obr. 2) Skarnové těleso na Holém vrchu Nejvíce na jihu položená čočka Holého vrchu, ze které byla popsána Sb- mineralizace, je od severnějšího magdalénského tělesa oddělena ortorulou nebo jejími ekvivalenty (Potužák, 1996). Tato největší skarnová čočka má protáhlý zaoblený tvar, zhruba symetrický kolem V-Z osy, se sklonem k Z, a oproti magdalénské kře je posunuta k západu. Ve směru protažení je dlouhá 400 m a na šířku dosahuje maximální mocnosti 150 m (Syka, 1990). 4

5 Pro okolí skarnu je typické střídání souvislých nebo vykliňujících paralelních až subparalelních pruhů hornin, usměrněných od ZJZ k VSV s jednotným zapadáním k SZ pod úhly od 30 do 60 (Potužák, 1996). Skarnová čočka je tedy protažena zhruba paralelně s foliací okolních hornin. Z těchto důvodů byly vyčleněny tzv. podložní a nadložní horniny skarnu. Podloží skarnu (horniny jižně od tělesa) tvoří pruhy biotitických pararul, podložních ortorul, drobně až středně zrnitých amfibolitů, drobnozrnných páskovaných amfibolitů a muskovitických pararul. V nadloží (severně od tělesa) jsou pak nadložní ortoruly a komplex hornin tvořený střídáním ortorul, amfibolitů a amfibolických pararul, tzv. mocná páskovaná poloha (Potužák, 1996). Na kontaktu skarnu s podložními horninami jsou často vyvinuty kontaktní hybridní horniny tzv. pseudodiority (Koutek, 1959). Přímo ze skarnu uvádí Koutek (1950) neostře omezené masy hrubozrnného dolomitického vápence. Obr. 2 Podle: Koutek (1950) 5

6 Vlastní zonální skarnové těleso je hlavně na své severní periferii postiženo epidotizací a na jižním okraji amfibolizací. Směrem od podloží do centra čočky lze dále vyčlenit zóny pyroxenického skarnu, silně páskovaného granát- pyroxenického skarnu, na jejichž nekontrastním rozhraní je v centru tělesa vyvinuto magnetitové zrudnění. Kromě tohoto magnetitového skarnu se ještě rozlišuje skarn granátický- granátovec (Potužák, 1996). Textura skarnu bývá proměnlivá (masivní, zřetelně i difúzně páskovaná a plamenovitá) v závislosti na vývojovém typu. Foliace chybí nebo je nezřetelná (Žáček, 1985) Mineralogie skarnu Mezi hlavní minerály tvořící skarn patří především granáty a pyroxeny, méně je zastoupen epidot a magnetit. Výše uvedené minerály vytvářejí buď monominerální partie nebo různé variety páskování, v závislosti na typu skarnu který budují. Převážně při okrajích skarnového tělesa přistupuje amfibol, biotit a křemen (Žáček a Povondra, 1991). Z vedlejších minerálů se vyskytují kalcit, živce, pyrit, hematit, fluorit, allanit, apatit, titanit, rutil, zirkon, scheelit, sfalerit a chalkopyrit, přičemž některé z nich mohou mít epigenetický charakter a mnohé jsou pouze akcesoriemi. Jako druhotné minerály uvádí Koutek (1950) chlorit, skapolit, sericit a limonit. Mineralogie hlavních součástí skarnu je značně závislá na typu skarnu, ve kterém se vyskytují a na vzdálenosti od okraje skarnu. Granáty Žáček (1997) vyčleňuje pět generací granátu. Bylo zjištěno, že podíl almandinové složky v granátech přibývá od partií vzdálenějších od okraje skarnu k partiím, které tvoří přechodné horniny mezi skarnem a okolní horninou. U granátů hlavních skarnových typů převažuje grosulárová složka nad almandin- spessartinovou. Granáty magnetitového skarnu se blíží andraditu (Potužák, 1996). Granát je nejhojnějším skarnovým minerálem. Vytváří celistvé, masově červené granátovce nebo tvoří pásky s pyroxenem a epidotem. Pyroxeny Drobnozrnný pyroxen vytváří monominerální partie nebo pásky spolu s ostatními minerály. Je trávově i olivově zelený až skoro černý. Svým složením náleží do diopsidhedenbergitové řady (Žáček, 1985). Epidot Žlutozelený jemnozrnný epidot vytváří spolu s granátem, amfibolem a klinopyroxenem páskované horniny především na okraji skarnového tělesa. Magnetit Vlastějovický magnetit byl po 400 let předmětem těžby a již v minulém století přilákal k fiolnickým skarnům pozornost prvních badatelů (Žáček a Povondra, 1991). Vytváří vzácné porfyroblasty i nedokonalé oktaedrické krystaly o hraně až 0.5 cm. Zpravidla je však kusový, a to zrnitý i celistvý a obklopuje skarnové silikáty. Magnetit vytvářel mohutnou 6

7 plochou V-Z směrem silně protaženou čočku a drobnější nepravidelné akumulace (Koutek, 1950). Obsahuje až 2,6 % Zn (Koutek, 1966). Amfiboly Jsou typické pro okrajové partie skarnu a jejich kontakt s okolními horninami, kde většinou vytváří reakční lemy. Jeho obsah směrem od okraje do centra skarnového tělesa rychle ubývá. Patří do skupiny vápenatých amfibolů, kde odpovídá hastingsitu (Žáček, 1985). Stejně jako v magnetitu Koutkem (1966) byly v amfibolech Žáčkem (1985) zjištěny zvýšené obsahy Zn. Podrobné informace o těchto a ostatních skarnových minerálech podává Koutek (1950), Sztacho (1985), Žáček (1985, 1997b), Žáček a Povondra (1991), Litochleb et al., (1995), Potužák (1996) Tektonika Celé skarnové těleso je rozlámáno na bloky, které jsou často vertikálně i horizontálně posunuté, místy částečně nakloněné či rotované. Nejintenzivněji se projevují zlomy SSV-JJZ směru, zapadající pod úhly k V (Syka, 1990). Druhým nejvýznamnějším systémem jsou zlomy se S-J směry. Ve východní části skarnu zapadají pod úhly 55-60, zatímco v záp.části jsou strmější (80-85 (Potužák, 1996)). Nejméně často se uplatňuje směr ZJZ-VSV až Z-V. Na poruchách se vytváří mohutné drcené zóny vyhojené karbonátem (mylonity), tektonická zrcadla nebo se projevují jen jako menší pukliny bez posunu Žilné mineralizace Skarnové těleso je pronikáno velkým množstvím pegmatitových žil a je zde vyvinuta celá řada dalších minerálních asociací. Tyto mladší asociace vznikaly patrně v několika etapách a využily pro svůj vznik poruchových zón různých směrů, které se vytvořily účinky mladší zlomové tektoniky. Pro fluida, proudící v různých geologických dobách skrze skarnové těleso mohlo toto, od okolní parasérie odlišné, horninové prostředí působit jako geochemická bariéra, která zapříčinila vysrážení minerálů z fluidních roztoků (Potužák, 1996) Mineralogie žilných mineralizací Ve skarnu jsou přítomné četné poruchy, vzniklé v důsledku působení mladších tektonických procesů. Tyto poruchy jsou často vyplněny pestrými minerálními asociacemi. Nejblíže složení skarnu jsou žíly mladšího klinopyroxenu, který doprovází hlavně epidot a granát. V dutinách těchto žil se nezřídka vyskytují několikacentimetrové krystaly 7

8 uvedených minerálů. Vzácně byly nalezeny nažloutlé dobře vyvinuté krystalky apatitu. Často bývají žíly zcela vyplněny kalcitem, na jehož trhlinách vytváří nejmladší křemen tenkou krajku. Předpokládaná sukcese je pyroxen-epidot-granát-apatit-kalcit-křemen (Žáček a Povondra, 1991). Typické jsou pro vlastějovický skarn pegmatity. Jde o skarnem kontaminované pegmatity, zcela odlišné od pegmatitů z okolních rul. Specifický je pro ně obsah fluoritu, allanitu a minerálů reakčních lemů (amfibol, biotit ). Pegmatity tvoří nepravidelné žíly a čočky o průměrné mocnosti okolo 30 cm. Spíše výjimkou je pegmatitová žíla o mocnosti 1-5 m vyvinutá na hranici ortorula-skarn na bázi tělesa Holého vrchu (Koutek, 1950). Vavřín (1962) na severnějším magdalenském ložisku vyčlenil 3 typy pegmatitů, které zde zastihl v 70 žilách. Koutek (1950) popisuje z pegmatitů Holého vrchu plagioklas, ortoklas, křemen, fluorit, amfibol, biotit, skoryl, allanit, částečně uralitizovaný pyroxen, epidot, chloritizovaný granát a vzácný zirkon. Koutek (1959) a Vavřín (1962) z magdalenského ložiska připojují apatit, magnetit, pyrit, titanit a kalcit. Bouška et al., (1960) popisuje mezi produkty rozkladu allanitu bastnäsit. Mezi unikátní nálezy patří hojnoploché krystaly perthitického ortoklasu až decimetrových rozměrů (Koutek, 1966) a max. 60 cm velké krystaly záhnědy (Čujan, 1966) z magdalénského ložiska. Mrázek a Vrána (1984) uvádějí z pegmatitů rovněž Al-bohatý titanit, elbait, bavenit, datolit a danburit. Rezek a Krist (1985) podali zprávu o výskytu nerostů U-Th, Ti-Zr a Nb-Ta uraninitu, thoritu, zirkonu, anatasu a pyrochloru. Staněk a Schnorrer (1993) mimo jiné uvádí fenakit a buergerit. Mikrolit a kasiterit popisuje Novák (1995). O kalcitových žilách vyplňujících pukliny ve skarnu se prvně zmiňuje Koutek (1950, 1965) a Vavřín (1962). Turnovec (1969) na magdalenském ložisku vyčleňuje pět generací kalcitu a z těchto žil popisuje dále křemen, chalcedon, fluorit, amfibol, pyrit, pyrhotin, chalkopyrit, goethit, hematit a blíže nespecifikovaný jílový minerál. Mezi epigenetické žilné mineralizace skarnu na Holém vrchu dále patří křemenkarbonátové žíly s Sb-zrudněním (Koutek a Žák, 1951). Žáček (1985) popisuje žíly připomínající alpskou paragenezi s velkými krystaly křemene, prehnitem a apofylitem. Apofylit v samostatných žilách nově zjistil Tvrdý (2000). Výše popsané pestré spektrum žilných minerálních asociací doplňuje nález křemenkalcitové žilky s barytem (Pauliš a Zeman, 1998). Žilky křemene ve skarnu popisuje Syka (1990), pyritem vyplněné drobnější pukliny Koutek (1950). 8

9 4 PŘEHLED DOSAVADNÍCH POZNATKŮ O ANTIMONOVÉM ZRUDNĚNÍ NA LOKALITĚ VLASTĚJOVICE Antimonová mineralizace skarnového mylonitu byla poprvé zjištěna při geologickém mapování na 8. a 9. patře magnetitového dolu na Holém vrchu (Koutek a Žák, 1951). Při této příležitosti byl odsud popsán z tehdejšího Československa do té doby neznámý minerál gudmundit (Koutek a Žák, 1951; Žák, 1951). V dole zastižený vývoj Sb-zrudnění byl podrobně zpracován Koutkem a Žákem (1953). Především z této dosud nejobsáhlejší publikace o Sb-mineralizaci ve Vlastějovicích bylo čerpáno při sestavení následujícího přehledu. Publikace není proto v kapitole dále citována. Zrudnění se nově vyskytlo, zvláště v posledních několika letech, při postupující exploataci skarnové čočky v kamenolomu na Holém vrchu (Pauliš, 1994; Pauliš a Haake, 1995; Litochleb et al., 1995; Potužák, 1996; Žáček, 1997a). 4.1 Mylonity Sb-mineralizace je vázána na mylonitová pásma, vytvořená ve skarnu působením mladší zlomové tektoniky. Mylonity často obsahují kry nerozdrceného skarnu. Dosahují mocnosti od několika decimetrů do 2 m. Tyto celistvé šedozelené mylonity jsou protkány jemným sítivem karbonátových a křemenných žilek. Především kolem nich a zvláště v blízkosti vlastních rudních žil je mylonit hojně impregnován pyritem a ostatními sulfidy. Mikroskopickým studiem výbrusů byly rozlišeny relikty původních silikátů skarnu, obklopené neusměrněnou základní hmotou. V té je zastoupen převážně chlorit, méně sericit, kalcit, křemen, minerály zoisit-epidotové skupiny, opakní rudní prášek, akcesoricky hematit a leukoxen. Granát, jakožto nejhojnější reliktní skarnový minerál, je na svých okrajích často přeměněn na směs hnědých sekundárních minerálů. Deformační pohyby na dislokacích se odehrávaly patrně jen krátce a na nepříliš dlouhou vzdálenost, protože v mylonitech nedošlo k vytvoření jinak typické proudové struktury. Intenzivní podrcení skarnu je patrné i mimo mylonitová pásma. Přítomnost idiomorfně omezených krystalků epidotu, infiltrovaný fluorit, sulfidy a celková karbonatizace mylonitu svědčí o jeho intenzivní hydrotermální alteraci. 9

10 4.2 Morfologie zrudnění Vlastní křemen-karbonátové Sb-žíly tvoří často velmi komplikované struktury. Mají zhruba S-J směr, souhlasný s průběhem četných nezrudněných poruchových pásem. Zapadají strmě, většinou pod úhlem 80 k SV, a místy mají až vertikální průběh. Intenzivně zrudněné partie žil dosahují mocnosti 1-20 cm (Pauliš a Haake, 1995), s impregnacemi v mylonitu kolem cm. V asociaci Sb-minerálů dominující berthierit vytváří v místech naduření žil až 30 cm velké závalky (Pauliš a Haake, 1995). Zrudnění má dále charakter vtroušenin, pásků a vykliňujících čoček. Křemen-karbonátová žilovina místy uzavírá úlomky skarnových silikátů s chloritem. Zrudnění je velmi nepravidelné, žíly se často rozmršťují a vykliňují. Obr. 3 Podle: Koutek a Žák (1953) 4.3 Minerální parageneze Koutek a Žák (1953) z rudních žil popisují stébelnaté agregáty berthieritu v křemenkarbonátové žilovině s řídkým fluoritem, doprovázené pyritem, antimonitem, arzenopyritem, gudmunditem, pyrhotinem a mikroskopickým chalkopyritem. Sukcese uvedených minerálů je znázorněna na obr. 4. Zajímavý vývoj Sb-mineralizace byl zjištěn v drobných mm mocných křemenných žilkách pronikajících mylonitem. V těchto žilkách se vedle pyritu vyskytují drobná zrnka 10

11 ryzího antimonu a vzácnějšího gudmunditu, doprovázená vějířky antimonitu a tabulkovitými krystalky pyrhotinu (Pauliš a Haake, 1995, Žáček, 1997a). Pauliš (1994) uvádí žluté a červenohnědé sekundární minerály antimonu, z výplně žilné struktury, pronikající 5-30 cm mocné morfologicky komplikované poruchové pásmo. Žlutý stibikonit a červenohnědý senarmontit vzniká na úkor berthieritu, který tvoří až decimetrové závalky v rezavohnědém kavernózním křemeni. Berthierit je zde doprovázen jemně zrnitým pyritem, pyrhotinem a arzenopyritem. Vzácně byly na trhlinách rudních akumulací i okolního mylonitu zjištěny tenké kůry a povlaky pravděpodobného chapmanitu (Žáček, 1997a). Obr. 4 Tabulka sukcese minerálů Sb-zrudnění podle Koutka a Žáka (1953) Primární minerály Antimon Ryzí antimon vytváří v křemeni a karbonátu až 1 cm velká cínově bílá nepravidelně omezená zrna, s charakteristickým nažloutlým odstínem. Vyskytuje se v asociaci s pyritem, gudmunditem, pyrhotinem a antimonitem. Raritně byl v dutině karbonátové žiloviny nalezen 3 mm velký dokonale vyvinutý krystal antimonu, izometrického tvaru, doprovázený vedle krystalů kalcitu drobnými tabulkami pyrhotinu, vějířky jehlicovitého antimonitu a krychličkami fialového fluoritu (Žáček, 1997a). Ryzí antimon se spolu s gudmunditem vytvořil patrně až po vzniku berthieritu (Pauliš a Haake, 1995). 11

12 Antimonit Vyskytl se spolu s podstatně hojnějším berthieritem. Oproti tomuto minerálu vytváří širší a kratší stébla. Oba minerály lze rozlišit podle modravého odstínu antimonitu a rozdílné ocelově šedé barvy berthieritu, který navíc nabíhá do hněda. Podružný antimonit byl zastižen i v asociaci s ryzím antimonem a ostatními minerály (Žáček, 1997a). Arzenopyrit Arzenopyrit s pyritem tvoří vzácně jemnozrnné impregnace v křemen-karbonátové žilovině s berthieritem. V nábrusu je arzenopyrit idiomorfní na rozdíl od makroskopicky téměř neodlišitelného gudmunditu. Berthierit Berthierit je suverénně nejhojnějším sulfidem na žilách. Jeho stébelnaté, jehličkovité, někdy radiálně paprsčité agregáty zarůstají do křemen-kalcitové žiloviny. Stébla berthieritu dosahují vzácně velikosti až přes 10 cm (Litochleb et al., 1995). Na čerstvém lomu je ocelově šedý, velmi podobný vzácnějšímu antimonitu. Mikroskopickým studiem bylo pozorováno, že berthierit zatlačuje křemen, kalcit, pyrit, pyrhotin a sám je zatlačovaný a pronikaný antimonitem. Fluorit Byl zjištěn jen vzácně vtroušený v křemeni a pouze v jednom případě jako fialové krychličky v dutince karbonátu spolu s pyrhotinem, antimonitem a antimonem (Žáček, 1997a). Z pozorování v mikroskopu vyplývá, že vyplňuje dutiny mezi idiomorfně omezeným křemenem. Gudmundit Gudmundit, poprvé u nás popsaný právě z Vlastějovic, vytváří stříbrně kovově lesklá nepravidelně omezená až 0,5 cm velká zrna. Vyskytuje se nejčastěji s idiomorfně omezenými až několikamilimetrovými krystaly pyritu v silně karbonatizovaném skarnovém mylonitu, méně ve společnosti berthieritu a pyrhotinu v mylonitickém skarnu. Jen vzácně byl zastižen na tenkých žilkách s antimonem, pyrhotinem, pyritem a antimonitem (Pauliš a Haake, 1995, Žáček, 1997a). Zatlačuje kalcit a pyrhotin (Žák, 1951). Není příliš hojný. 12

13 Chalkopyrit Mikroskopický chalkopyrit nasedá na stébla staršího berthieritu. Kalcit Bílý, místy narůžovělý kalcit je nejhojnějším minerálem žiloviny. Nejčastěji je jemnozrnný, hrubozrnné partie čirého kalcitu jsou méně hojné. Jen lokálně je zbarven do černa vtroušeným vláskovitým berthieritem mikroskopických rozměrů. Byly rozlišeny dvě generace kalcitu. Křemen Kusový mléčně bílý křemen spolu s rozšířenějším kalcitem tvoří hlavní součást žil, vyplňujících trhliny v mylonitu. Často je idiomorfní, obklopený kalcitem. Křemen je nejstarší nerost v sukcesi minerálů rudních žil a proto bývá metasomaticky zatlačován mladšími sulfidy. Pyrhotin Vytváří až 2 mm velké krystalky tombakově hnědé barvy ve společnosti ryzího antimonu, gudmunditu, pyritu a antimonitu v křemeni a karbonátu (Pauliš a Haake, 1995, Žáček, 1997a). Koutek a Žák (1953) popisují makroskopický pyrhotin na jednom vzorku s berthieritem v kalcitu. V nábrusu byly pozorovány idiomorfní krystalky pyrhotinu zarostlé do gudmunditu, které byly navíc pronikány žilkami až sítivem berhieritu. Pyrit Jemnozrnný a idiomorfně omezený pyrit je velmi častý s arzenopyritem a berthieritem ve vlastní křemen-karbonátové žilovině i v okolním karbonatizovaném skarnovém mylonitu, kde vytváří až půlcentimetrové idiomorfní krystaly. Často je zde doprovázený gudmunditem. Pyrit metasomaticky zatlačuje křemen a sám je zatlačován mladšími sulfidy. Sekundární minerály Chapmanit Vedle stibikonitu a senarmontitu se na trhlinách rudních akumulací i okolních alterovaných skarnových hornin vyskytly jablečně zelené, zemité povlaky a tenké kůry pravděpodobného chapmanitu (podstatné prvky chapmanitu Sb, Si, Fe byly stanoveny semikvantitativní elektronovou mikroanalýzou). Studované vzorky jsou značně podobné ukázkám chapmanitu z lokalit Boněnov a Chříč (Žáček, 1997a). 13

14 Limonit Supergenními pochody vzniká vedle senarmontitu v druhém stupni přeměny berthieritu limonit se stibikonitem (Pauliš, 1994). Senarmontit V prvním stupni přeměny berthieritu vzniká senarmontit. Vytváří světle až temně červenohnědé jemnozrnné až zemité agregáty obklopující navětralá zrna berthieritu. Přechází ve žlutý stibikonit. Senarmontit v několikamilimetrových vrstvách také tvoří izolované partie ve stibikonitu v místech, kde již došlo k úplnému rozložení berthieritu. Červené zbarvení tohoto minerálu je způsobeno obsahem železitého pigmentu. Senarmontit vzácně pseudomorfuje drobné 1-2 mm dlouhé jehličky berthieritu (Pauliš, 1994). Stibikonit Stibikonit, vznikající v druhém stupni přeměny berthieritu, byl zjištěn v max cm velkých sytě žlutých až žlutohnědých jemnozrnných a práškovitých výplních v dutinách korodovaného křemene. Místy uzavírá relikty berthieritu povlečeného vrstvou senarmontitu. Stejně jako senarmontit tak i stibikonit v dutinách pseudomorfuje jehlicovité krystaly berthieritu. Stibikonit je hojněji zastoupen než řidší senarmontit (Pauliš, 1994). 4.4 Předpokládaná geneze Sb-mineralizace Podle Koutka a Žáka (1953) patří Sb-zrudnění mezi mladší žilné mineralizace a přímo geneticky se skarnem nesouvisí. Topominerální vlivy skarnu na chemismus rudních roztoků jsou však zřejmé. Obohacení fluid železem se při krystalizaci minerálů projevilo absolutní převahou berthieritu nad antimonitem. Hydrotemální přínos Sb a ve stopových množstvích i Au, Ag, Pb byl výše uvedenými autory potvrzen porovnáním chemických analýz minerálů rudních žil a skarnu. Žilná mineralizace s Sb-zrudněním ve vlastějovickém skarnu souvisí patrně s melechovským žulovým masívem, jako apomagmatický člen jeho rudní aureoly (Koutek a Žák, 1951). Je řazena k mladovariské asociaci k-pol (Bernard a Pouba et al., 1986). 14

15 5 METODIKA PRÁCE V předkládané diplomové práci byl studován materiál, pocházející z vlastních sběrů, prováděných na lokalitě v letech Z poměrně velkého množství nashromážděného studijního materiálu (desítky vzorků) byly vybrány vzorky pro další výzkum. Formátováním byly z vybraných vzorků získány úlomky vhodné pro zhotovení zalévaných leštěných nábrusů. Z větších vzorků byly připraveny nezalévané nábrusy, vhodné pro studium širších texturně-paragenetických poměrů. Formátování vzorků a příprava nábrusů (zalití úlomků ve formě polyakrylátovou pryskyřicí CHS 115, broušení a leštění nábrusů) bylo provedeno v laboratořích oddělení Geofaktory ÚSMH AV ČR. Pro studium kovnatosti byly vyčleněny reprezentativní vzorky zrudněné žiloviny a mylonitu. Za účelem usnadnění studia paragenetických poměrů minerálů uzavřených v žilovině a separace rudních minerálů pro rentgenometrický výzkum byla kalcitová žilovina odleptána v 30 % roztoku HCl. Použité metody a přístroje Binokulární mikroskop Detailním studiem byla provedena finální selekce úlomků pro zhotovení nábrusů. Binokulárního mikroskopu bylo využito při separaci preparátů pro rentgenometrický výzkum a elektronovou mikroskopii. Binokulárním mikroskopem byly též prohlédnuty vybrané makrovzorky při paragenetickém studiu. Mikroskopie a obrazová dokumentace v odraženém světle Před vlastní mikroskopií byly vytvořeny nákresy zalévaných nábrusů (tvary a rozmístění úlomků v nábrusech), do kterých byly později zaznamenávány pozice význačných mikroskopovaných detailů. Takto zaznamenané pozice vybraných minerálních zrn a paragenetických situací společně s příslušnými záznamy v dokumentačním deníku zaručují snadné zpětné vyhledání detailů v nábrusech při ověřování a porovnávání sukcesních vztahů minerálů v jednotlivých mikroskopovaných situacích, při pořizování obrazové dokumentace a studiu chemického složení (EDS) vybraných minerálních zrn. Studium v odraženém světle bylo prováděno v Optické laboratoři ÚGMNZ PřFUK na polarizačním mikroskopu Jenapol v rozsahu zvětšení x. Obrazová dokumentace byla pořízena systémem Lucia G (odrazový mikroskop Nikon Optiphot 100S s barevnou CCD kamerou Hitachi HV-C20) v ÚSMH AV ČR. Malá část obrázků byla pořízena fotografickým 15

16 zařízením instalovaným na mikroskopu Leitz v optické laboratoři ÚGMNZ PřFUK. Stanovení kovnatosti zrudnění Obsahy vybraných kovových prvků ve vzorcích zrudněné žiloviny a mylonitu byly stanoveny mokrou chemickou cestou v laboratoři firmy Gematest (viz příloha I). EDS mikroanalýza a elektronová mikroskopie Studium chemického složení minerálů v nábrusech a obrazová dokumentace v sekundárních a zpětně odražených elektronech byla provedena na elektronovém mikroanalyzátoru JEOL JXA-50 A s připojeným energiově dispersním spektrometrem EDAX typ PV 9400 v laboratoři GÚ AV ČR (analytik ing. Langrová). Měření probíhalo za konstantních podmínek: korekční metoda ZAF, urychlovací napětí 20 kv, proud 2 na, standardy přírodní a syntetické fáze. Před vlastním studiem byly nábrusy naprášeny vodivou vrstvou uhlíku. Reliéfní preparáty minerálních agregátů byly studovány v ÚJV Řež. Vybraná zrna byla nalepena na vodivou podložku a takto připravený preparát byl iontově naprášen stříbrem. Obrazová dokumentace morfologie zrn v sekundárních elektronech byla pořízena elektronovým mikroskopem Proxima. Orientační semikvantitativní analýzy minerálních zrn reliéfních preparátů byly provedeny energiově disperzním systémem ISIS připojeným na elektronový mikroskop Microspec. Rentgenometrické studium Kvalitativní fázová analýza vybraných vzorků byla provedena difraktometrickou práškovou metodou na zařízení Dron 2.1 a metodou Debye-Scherrer v Rentgenové laboratoři ÚMGNZ PřFUK. Přípravu preparátů a měření na difraktometru provedl Mgr. Chvátal za podmínek: práškový preparát nanesený na kyvetě zhotovené z monokrystalu křemíku, CuKα záření, krokový režim (step scanning) 0,05 za 1 s, snímáno rozpětí θ. Měřená data byla zpracována pomocí programu ZDS verze 4.17 (Ondruš, 1995). Metoda Debye-Scherrer byla použita při malém množství separovaného materiálu. Příprava preparátů, měření a vyvolání filmů provedl Mgr. Goliáš. Měření probíhalo za podmínek: práškový preparát přichycený ke skleněnému vlasu mastí Infadolan, komora o průměru 114,59 mm, Straumanisovo asymetrické uspořádání filmu, CuKα záření, délka expozice 22 hodin. Vyhodnocení difrakčního filmového záznamu bylo provedeno za použití 16

17 komparátoru Chirana. Měřená difrakční data byla při výpočtech korigována na roztažnost filmu. Intenzity difrakčních linií byly odhadnuty. Identifikace byla provedena porovnáním vypočtených hodnot mezirovinných vzdáleností a odhadnutých intenzit měřeného záznamu s tabelárními daty minerálů (Berry et al., l974). Hodnoty mezirovinných vzdáleností jsou uváděny v jednotkách m (Ǻ). Výpočty mřížkových parametrů Měřená data byla indexována podle teoretických difrakčních záznamů vypočtených ze strukturních dat programem Lazy Pulverix (Yvon et al., 1977), případně podle původních publikovaných dat. Mřížkové parametry byly počítány programem Unit Cell (Holland a Redfern, 1997). Indexace byla upřesněna vypočtením nového teoretického záznamu s použitím nových mřížkových parametrů. Hodnoty mezirovinných vzdáleností záznamů měřených na komparátoru (metoda Debye-Scherrer) byly zaokrouhleny podle Riedera (1966). 17

18 6 MAKROSKOPICKÉ CHARAKTERISTIKY ZRUDNĚNÍ V této kapitole jsou podány paragenetické charakteristiky zrudnění, vyplývající z makroskopického studia vzorků doplněného pozorováním binokulárním mikroskopem. Vzorky zrudnění byly ve většině případů odebírány v suťovém materiálu. Vzhledem ke značně nepravidelné distribuci mineralizace v poruchových zónách, bývá jen výjimečně možné zastihnout zrudnění v lomové stěně, a tedy v širších geologických souvislostech. Zrudnění bývá často doprovázeno intenzivními hydrotermálními alteracemi okolního tektonizovaného, případně až mylonitizovaného horninového prostředí. Na redeponovaných vzorcích odebíraných v suti je pak někdy velmi obtížné identifikovat horninu, ve které je vlastní zrudnění situováno. Makroskopické charakteristiky zrudnění jsou podány zvlášť pro každé hostitelské horninové prostředí. Výskyty zrudnění v různých prostředích vykazují určitá specifika v kvalitatitivním a kvantitativním zastoupení rudních a nerudních minerálů, doprovodných hydrotermálních alterací a v morfologii zrudnění. 6.1 Skarn Prosté trhliny V bezprostředním okolí trhlin protínajících pyroxenický skarn byly zjištěny až několik centimetrů velké závalkovité akumulace masivního černého sfaleritu. Agregáty štěpného sfaleritu uzavírají četné nealterované útržky černozeleně zbarveného skarnu. Binokulárním mikroskopem lze v naleštěných vzorcích mezi horninotvornými minerály rozeznat červený granát a zelený pyroxen. Na štěpných trhlinách a mezizrnných hranicích je sfalerit obrůstán mladším žlutavým minerálem (pravděpodobně pyritem). Skarn s masivními akumulacemi sfaleritu byl ve všech pozorovaných případech protínán až decimetrovými žilami mléčně bílého hrubě štěpného kalcitu, který byl v některých případech impregnován jehličkovitým berthieritem. Kalcit bývá po trhlinách pronikán tenkými žilkami závojovitého mladšího křemene. Po odleptání kalcitu lze binokulárním mikroskopem na stěnách trhlin v masivním sfaleritu pozorovat narůstající zdánlivě naleptané, nedokonalé izometrické krystalky sfaleritu obvykle nepřesahující velikost l mm, které jsou hlavně při okrajích žil uzavírány i v samotném kalcitu. Ojediněle byly v kalcitu zjištěny poměrně hojné nepravidelně rozptýlené agregáty žlutého chalkopyritu, vázané na relikty okolní alterované horniny černé barvy v doprovodu méně zastoupeného sfaleritu. Útržky 18

19 tmavé horniny jsou v kalcitu obrůstány idiomorfními krystaly medově až špinavě žlutohnědého granátu. Na jiném vzorku uzavírá kalcitová žilovina 1 cm mocný pásek černého sfaleritu společně se zhruba paralelním izolovaným páskem zelenavého skarnu s oranžovohnědým reakčním lemem. Kalcit dále obsahuje shluky drobných 0,X mm velkých průsvitných krystalků granátu červené barvy. Charakteristiky vzorků s masivním sfaleritem se téměř shodují s nálezem sfaleritu charakterizovaným v článku Litochleba et al. (1995), ve kterém autoři zmiňují až přes 10 cm velké černé až černohnědé agregáty zrnitého sfaleritu prorůstajícího se skarnovými silikáty. Sfalerit srůstající s podřízeným množstvím chalkopyritu a pyritu se vyskytoval v černozeleném granát-pyroxenickém skarnu. Sfaleritový skarn byl protínán 2-3 cm mocnými žilkami hrubě štěpného bělavého kalcitu Mylonitizované poruchy Všechny dosud v literatuře popisované výskyty epigenetické antimonové mineralizace byly na studované lokalitě téměř výhradně vázány na prostředí skarnových mylonitů. Podrobné makroskopické i mikroskopické charakteristiky mylonitu uvádí Žák a Koutek (1953). V této práci jsou uvedeny v úvodní rešeršní kapitole. Mylonit, jak uvádí již Žák a Koutek (1953), může obsahovat relikty nepřeměněného nebo jen částečně přeměněného skarnu. Vedle temně zelené (Žák a Koutek, 1953), šedozelené (Žáček, 1997a) nebo černé barvy, mohou některé prokřemenělé a karbonatizované mylonitové partie, zpravidla v bezprostřední blízkosti žiloviny, nabývat světlého, v mnoha případech až bělavého zbarvení. Bělošedý mylonit občas obsahuje skvrny a nepravidelné šlírovité, vykliňující, zhruba paralelní pásky šedozelené barvy, které by mohly představovat relikty původního tmavého mylonitu Mineralizace mylonitu Sulfidické impregnace bývají v mylonitové zóně vázané na bezprostřední okolí hlavní poruchy, nepravidelně zrudněné křemen-karbonát-berthieritovou mineralizací. Ve většině případů bývají v impregnační zóně zrna sulfidů distribuována nepravidelně nebo se akumulují na četných trhlinách a jejich blízkosti. Sfalerit, vytvářející v nepřeměněném skarnu rozměrné agregáty, se v tmavě zbarveném, hydrotermálně alterovaném skarnovém mylonitu vyskytuje ve formě drobných štěpných zrn společně s impregnacemi mladších sulfidů. Velmi často však bývá lokalizován v tenkých 19

20 páscích usměrněných souhlasně s průběhem hlavní poruchy, na níž bývá situována Sbmineralizace. V šedobílém, silně prokřemenělém mylonitu je vázán na tmavě zeleně až černozeleně zbarvené pásky. Mezi sulfidy vtroušenými v mylonitu makroskopicky dominuje pyrit zpravidla doprovázený arzenopyritem nebo gudmundit. Berthieritové zrudnění vázané na zelenošedý mylonit s impregnacemi pyritu a případně i arzenopyritu lze na lokalitě označit za převládající, a tedy typický vývoj Sb-mineralizace. Pokud je v žilovině významněji zastoupen křemen, může jím být mylonit s pyritovými impregnacemi silně prosycen. Mylonit bývá impregnován až 0,5 cm velkými, zpravidla oktaedrickými krystaly pyritu a/nebo jeho jemnozrnějšími vtroušeninami doprovázenými arzenopyritem. Arzenopyrit má na rozdíl od žlutého pyritu bílou, postupem času až světlešedou barvu a vytváří pouze jemnozrnné impregnace. Stříbrně bílý, kovově lesklý gudmundit vytváří v mylonitu nepravidelná, ojediněle až 1 cm velká zrna. Ač byl pozorován v různých typech mylonitu, zvláště nápadná je vazba na šedobílý, prokřemenělý a karbonatizovaný mylonit. Tendenci k určité prostorové vazbě na křemenem a karbonátem alterované enklávy lze dobře sledovat i v téměř černém mylonitu, kde jsou impregnace gudmunditu situovány převážně v zesvětlených zónách, nepravidelně lemovaných křemen-karbonátovými žilkami. Gudmundit se vyskytuje v asociaci s podstatně méně zastoupenými a zpravidla drobnějšími zrny pyrhotinu, chalkopyritu a sfaleritu. Pouze na několika málo vzorcích mylonitu byly zjištěny centimetrové závalky až závalkovité žilky masivního pyrhotinu lemované chalkopyritem, situované v bezprostřední blízkosti nasedající křemen-karbonátové žiloviny s berthieritem. Tabulkovitý pyrhotin bývá v mylonitu často vázán na tenké žilky mléčně bílého karbonátu. Byla pozorována situace, kde karbonátová žilka s pyrhotinem tvoří hranici, patrně však sekundárně, mezi světlejším mylonitem, který je hojně impregnován gudmunditem a tmavěji zbarveným mylonitem s řidší sulfidickou impregnací. Jinde žilky karbonátu s pyrhotinem protínají světlé i tmavé zóny kose. Namodralé nálety pozorované na trhlinách mylonitu a agregátech masivnějších sulfidů patří antimonitu. Mylonit je protínán místy poměrně četnými tenkými žilkami berthieritu s doprovodným křemenem a karbonátem. 20

21 Žilné výplně trhlin a volných prostor podrcených zón Nejstarším v asociaci pozorovaným žilným nerudním minerálem se makroskopicky jeví tektonicky postižený křemen, obsahující vtroušeniny jemnozrnného pyritu a arzenopyritu. Husté impregnace sulfidů vytvářejí v křemeni šlírovité až vykliňující čočkovité útvary, zvláště v zóně při kontaktu křemenné žíly s mylonitem. Impregnace obou sulfidů se vzájemně prolínají. Páskovitá impregnace žlutého pyritu v těsné blízkosti hranice s okolním mylonitem je částečně katakalasticky postižena a tmelena křemenem. Sulfidy bývají v křemeni lokalizovány i na tektonických hranicích. Křemen je pronikán mladší, převážně karbonátovou žilovinou s berthieritem, která je od sulfidy impregnovaného křemene oddělena tektonickou hranicí. Berthierit představuje s naprostou převahou nejvíce zastoupený sulfid celého studovaného zrudnění. Na čerstvém lomu má ocelově šedou barvu se silným kovovým leskem, čímž se jen nepatrně odlišuje od poněkud namodralého antimonitu. Postupem času nejprve zhnědne a poté nabíhá charakteristickými, pestře modrofialovými odstíny. Berthierit se v žilovině vyskytuje ve formě stébelnatých, velmi často paprsčitě uspořádaných agregátů nebo jehličkovitých impregnací. Masivní agregáty mohou někdy připomínat tzv. lité rudy. Agregáty berthieritu mohou v křemen-karbonátové žilovině i přímo v mylonitu tvořit rozměrné závalky až monominerálního charakteru, jak také popisují Pauliš a Haake (1995) a Žáček (1997a). Masivní a hrubě paprsčitě stébelnaté závalkovité agregáty berthieritu bývají jen minimálně doprovázeny křemenem a kalcitem. Agregáty berthieritu od mylonitu zpravidla odděluje jen lem zrnitého bílého křemene. Stébelnaté agregáty berthieritu jsou prorůstány tenkými křemen - karbonátovými žilkami s převahou křemene. V téměř monominerálních útvarech berthieritu jsou rozptýlené jehličkovité krystalky křemene, které bývají ve stébelnatých agregátech uzavřeny často souhlasně s protažením stébel. Místy lze v agregátech berthieritu pozorovat relikty kalcitu. Na vzorcích s hrubě paprsčitě stébelnatým berthieritem byl pozorován zřetelně mladší antimonit, lemující při okrajích žil agregáty berthieritu. Antimonit obrůstá stébla berthieritu nebo vytváří ojedinělé maximálně 2 mm velké ježkovitě jehličkovité agregáty v dutinkách mezi jednotlivými berthieritovými stébly. Jehličkovitý berthierit impregnuje průsvitný, bělavý, někdy až mléčně zbarvený kalcit, uzavírající idiomorfní krystalky křemene. Jsou-li jehličky berthieritu hustě nahloučeny v průsvitném až čirém kalcitu, mohou vytvářet dojem jeho až černého zbarvení. 21

22 Po odleptání kalcitu ve zředěné HCl se v žilovině objeví lištovité žilky mladšího křemene, které poměrně často sledují plochy predisponované štěpností kalcitu. V některých případech bylo pozorováno volné pokračování křemenných žilek v mylonitu. Lištovité žilky křemene zatlačující kalcit bývají z obou stran obrostlé několikamilimetrovými idiomorfními krystalky křemene. Výskyt sfaleritu v karbonát - křemenných žilách je úzce svázán s jeho přítomností v okolním mylonitu. Na jednom leptaném vzorku pokrývá sfalerit několikamilimetrovým lemem celou plochu trhliny, přičemž směrem do prostoru trhliny vytváří drobné nedokonalé krystalky se zaoblenými plochami (max. 2 mm velké). Izometrické, zdánlivě naleptané krystalky narůstají i na idiomorfní křemen. Ojediněle byly pozorovány tenké lištovité žilky sfaleritu, podobné těm, co vytváří křemen. Sfaleritové lišty mohou být obrůstány krystalky křemene nebo šikmo protínány jeho lištovitými žilkami. V asociaci se sfaleritem se vyskytují nehojné útržkovité útvary chalkopyritu a pyritu. Jehličky berthieritu nasedající na křemen a případně i sfalerit mohou být obrostlé tenkými tabulkami pyrhotinu a namodralými útvary rentgenometricky identifikovanými jako antimonit. Na vzorku s jehličkovitým berthieritem, nasedajícím na idiomorfní krystalky křemene, se vyskytuje mladší křemen, jehož krystalky nejsou berthieritem obrůstány. Na tento křemen narůstají ojedinělá alotriomorfní zrna světle fialového fluoritu ve společnosti bílého práškovitého minerálu (po leptání v HCl) a tenkých zelených závojovitých útvarů rentgenometricky identifikovaných jako chapmanit. Posledně zmiňovaná asociace velmi připomíná asociaci, vázanou na drúzový křemen, protínající starší průsvitný hrubě štěpný kalcit s jehličkovitým berthieritem.v dutinách křemene se ve společnosti rozetovitě uspořádaných tabulkovitých krystalků pyrhotinu s narůstajícími jehličkami antimonitu, nepravidelných zrn světle fialového fluoritu, závojovitých útvarů chapmanitu, hnědožlutého práškovitého minerálu a kalcitu (bez berthieritových jehliček) vyskytovaly šedavě zbarvené netypické zrnité masy gudmunditu, dosahující rozměrů až 2 1cm. Za raritní lze považovat nález nedokonalého částečně rýhovaného krystalu tetraedritu ocelově šedé barvy a kovového lesku, o rozměrech přibližně 3 2 mm, který v kalcitové žilovině nasedá na idiomorfní krystaly křemene v asociaci s jehličkovitým berthieritem a idiomorfními krystalky sfaleritu. Ojedinělým vývojem Sb-mineralizace jsou karbonátové žíly s antimonitem, lokalizované na trhlinách skarnového horninového prostředí. V jednom případě bylo velmi omezené množství antimonitu vázáno na 5 cm mocnou žílu mléčně bílého karbonátu se závalky 22

23 pyrhotinu. Pyrhotin vytváří, převážně v centrální zóně žíly, nepravidelná zrna nebo paralelně srůstající idiomorfní tabulkovité krystalky. Tombakový pyrhotin je místy přeměněn na žlutý sulfid (pravděpodobně pyrit). Antimonit obrůstá pyrhotin, nebo tvoří modravé, sluníčkovíté nálety na štěpných plochách karbonátu. V jiném výskytu vytváří antimonit až 2 cm dlouhé rýhované stébelnaté agregáty v mléčně zbarveném karbonátu s ojedinělými zrny světle fialového fluoritu. Karbonát nasedá na idiomorfní krystaly křemene, které palisádovitě narůstají na silně pyritizovaný, světle šedozelený mylonit, lemovaný žilkou mléčného křemene. Další výskyt antimonitu v žilovině s fluoritem byl pozorován na vzorku, na kterém mléčný karbonát s paprsčitě stébelnatým antimonitem (maximálně 0,5 cm velké agregáty), nehojnými zrnky antimonu a světle fialového fluoritu prorůstá dokonale štěpným kalcitem, který je impregnován jehličkovitým berthieritem. Další formu výskytu asociace žilného kalcitu s antimonitem představují jehličkovité, vějířovitě uspořádané až 1 cm dlouhé krystalky antimonitu zjištěné v drúzových dutinách bělavého kalcitu. 6.2 Pegmatitové žíly Skarnové těleso je protínáno četnými pegmatitovými žilami, které bývají nezřídka alterovány účinky mladších hydrotermálních fluid. Hydrotermální přeměna postihuje především živce. Zemité produkty přeměny živců dodávají alterovanému pegmatitu charakteristické zelenožluté, žlutozelené až žluté zbarvení podle stupně přeměny. V intenzivně přeměněném prostředí vytváří žlutozelená zemitá směs sekundárních minerálů závalkovité a šlírovité protažené útvary, alterovaný pegmatit může být impregnován drobnými oktaedrickými krystalky pyritu a protínán tenkými kalcitovými žilkami. V březnu roku 1998 byl na poslední etáži kamenolomu zjištěn zajímavý výchoz pegmatitové žíly alterované Sb-zrudněním. Obdobnou situaci stručně zmiňuje již Koutek a Žák (1953). Mylonitizovaná porucha v granátickém skarnu byla zrudněna v místě čočkovitého naduření, které bylo příčně protnuto asi 0,5 m mocnou žilou hrubozrnného křemen-živcového pegmatitu. Zrudnění vykliňovalo shodně se zužujícím se naduřením poruchy. Nezrudněná porucha dále ve výchozu dislokovala další žílu křemen-živcového pegmatitu. Na hlavní poruchu byly vázané zpeřené trhliny vyplněné karbonátem. Směrem k dislokaci přecházel granátický skarn ve velmi pevný černý mylonit. V bezprostřední blízkosti naduřující hlavní poruchy byla v pevném mylonitu vyvinuta zhruba 23

24 10 cm široká, alterovaná nazelenalá zóna. Trhliny v této zóně místy pokrýval jablečně zelený práškovitý sekundární minerál, identifikovaný jako chapmanit. Mylonit byl v okolí poruchy impregnován pyritem a podstatně méně zastoupeným gudmunditem. V čočkovitém naduření poruchy se vyskytovaly centimetrové žilky s dominantním berthieritem a akcesorickým antimonitem, pronikající silně alterovaný zemitý materiál špinavě tmavozelené barvy. Pegmatit přetínající naduřenou poruchu byl alterován Sb - zrudněním. V bezprostřední blízkosti poruchy byly pegmatitové živce přeměněny na světle zelenou hmotu zemitého vzhledu, pegmatit byl impregnován jemnozrnným oktaedrickým pyritem se žlutavou alterační aureolou a obsahoval závalkovité útvary a rozmrštěné žilky berthieritu s antimonitem. Při zatlačování pegmatitu využívají Sb - sulfidy trhlinky, hranice minerálních zrn a štěpné plochy živců. Poměrně hojný antimonit v pegmatitu vytváří paprsčité a sloupečkovité agregáty s dobrou štěpností. Antimonit, zastoupený zpravidla v podřadném množství, vytváří v pegmatitu hojné a neobvykle rozměrné, až 1,5 cm dlouhé stébelnaté agregáty. V distribuci berthieritu a antimonitu v pegmatitu bylo možné pozorovat určité prvky zonálnosti. Zatímco v blízkosti kontaktu se zrudněným mylonitem byly oba sulfidy zastoupeny zhruba rovnoměrně, ve větší vzdálenosti naprosto převládal antimonit. 6.3 Rula Ze suťového materiálu pochází vzorek alterované ruly, proniknuté 0,5 cm mocnou křemennou žilkou s berthieritem. Zrna žlutavého živce jsou od okrajů přeměňována na špinavě zelenou hmotu zemitého vzhledu. Rula je nepravidelně impregnována velmi drobnými (méně než 1 mm velkými) oktaedrickými krystalky pyritu. Na křemenných zrnech byly pozorovány tenké povlaky pravděpodobného antimonitu. 6.4 Sericitizovaná hornina Makroskopické výskyty přírodního antimonu a doprovodných asociovaných sulfidů jsou téměř výhradně vázány na poruchy v horninovém prostředí, silně postiženém světle žlutými sericitickými a většinou, v menší míře, i tmavě zelenými chloritickými hydrotermálními alteracemi. Přeměnami světle žlutozeleně zbarvená hornina, zjištěná ve výchozu na 4. patře kamenolomu je postižena sericitizací, chloritizací a převážně v okolí zrudněných partií prokřemeněním a karbonatizací. Jediným původním, nepřeměněným horninotvorným minerálem je pravděpodobně křemen. Tektonické postižení horniny prozrazují ohlazy tmavě 24

25 zelené barvy. Místy je v hornině možné pozorovat partie se stopami usměrněné, jakoby rulovité stavby, které s největší pravděpodobností představují relikty původní metamorfní horninové textury, setřené mladšími tektonickými a hydrotermálně alteračními procesy. Charakterem alterací hornina připomíná hydrotermálně alterované felsické horniny, tedy pegmatit nebo rulu. V blízkosti suťových odběrů vzorků se zrudněním byla v lomové stěně odkryta žlutozeleně zbarvená ortorula. V lomové stěně byl sericitizací živců do různé míry postižen celý asi metrů dlouhý výchoz ortoruly. Spolehlivou identifikaci zrudnělé alterované horniny by bylo možné provést až na základě studia leštěných výbrusů v procházejícím světle. Převážně křemenná žilovina s berthieritem tvoří v žlutozeleně zbarvené hornině nepravidelné závalky. Mladší asociace přírodního antimonu, pyrhotinu a antimonitu, kterou zpravidla doprovází narůžovělý karbonát, je vázána na trhliny v alterované hornině a v omezené míře i na závalky křemen - berthieritové žiloviny. Cukrovitě zrnitý antimon tvoří na trhlinách tenké kůry. Charakteristicky tombakově nabíhající pyrhotin může vytvářet až 2 cm velké, v trhlině zploštělé tabulkovité agregáty. Téměř vždy bývá doprovázen antimonitem, který jej obrůstá. Antimonit byl na trhlinkách zastižen ve formě sluníčkovitých, radiálně paprsčitých agregátů dosahujících velikosti kolem 0,5 cm nebo tenkých, modravě šedých povlaků. Dále byl zjištěn v drobných drúzových dutinkách křemene v podobě jehličkovitých až 3 mm dlouhých krystalků. Žlutozelená hornina bývá spíše výjimečně impregnovaná drobnými oktaedry pyritu. Občas se v alterované hornině vyskytují drobné 2-3 mm velké izometrické agregáty gudmunditu s částečnou radiálně paprsčitou odlučností. Na čerstvém lomu je gudmundit mastně lesklý. Postupem času nabíhá a pak se velmi podobá tombakovému pyrhotinu. Na stejném výchozu byl antimon hojně vázán také na nepravidelné, čočkovité až hlízovité útvary křemen-karbonátové žiloviny s berthieritem, které se vyskytovaly ve žlutobílé jílovité hmotě. Žilovina je pokrytá zemitým sericitem se zarostlými, tmavě zelenými kuličkami chloritu s radiálně lupínkovitou odlučností. Chlorit rovněž prorůstá žilovinou, a to kvantitativně podstatně více než ve žlutozelené hornině. Čočkovité útvary žiloviny mívají na povrchu četné tmavozelené tektonické ohlazy. Agregáty křemenné žiloviny s berthieritem představují zřejmě rigidní relikty výše popisované berthieritem zrudněné alterované horniny, která byla mladšími procesy přeměněna na jílovitou hmotu. Antimon vytváří v čočkách masivního bělavého křemene s berthieritem drobné zrnité agregáty, které se od masy hnědě nabíhajícího ocelově lesklého berthieritu odlišují cínově bílou barvou se žlutavým odstínem. Ojediněle byla v bezprostředním okolí křemenné žiloviny pozorována zrnka gudmunditu. 25